2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震序列重新定位、震源机制及应力场反演

赵博，高原，马延路

1 中国地震台网中心,北京 100045 2 中国地震局地震预测研究所(地震预测重点实验室),北京 100036

0 引言

根据中国地震台网测定，北京时间2021年5月21日21时48分35秒，云南漾濞发生MS6.4地震，中国地震台网中心(CENC)快报目录中震源位置为(99.88°E，25.70°N，10 km)，主震前后数天前震和余震均较丰富.从5月18日18时49分ML3.8前震至5月24日8时止，中国地震台网共监测到地震500多次，其中，MS5.0以上地震3次，MS4.0～4.9地震12次，ML3.0～3.9地震13次.本次地震序列是前震-主震-余震型.

云南地区位于青藏高原东南缘，其西部为印-缅弧地区，其西北部是印度板块与欧亚板块的东部边界，印度板块在此处东向俯冲(Turner et al.,2013)，也被称为印度板块与青藏高原的侧向碰撞带.由于印度板块与欧亚板块的碰撞，导致青藏高原岩石圈物质向东逃逸(Tapponnier et al.，2001)，在受到四川盆地阻挡后转向SE向，进而向南，造成川滇菱形块体发生顺时针旋转(张培震等，2003；Zhang et al.,2004)，地表变形与地壳应力场都呈现了扇形散开的运动形态(Jin et al.,2019;Tian et al.,2019).地震层析成像研究结果发现青藏高原东南缘深部速度结构异常现象(Lei and Zhao,2016;刘伟等，2019)，区域分布的丰富金属矿床和强烈的地震活动都表明，该区域存在剧烈的深部物质运动(王琼和高原，2014；王琼等,2015；李秋生等，2018；高原等，2020)，地震各向异性揭示了复杂的区域性上地壳介质变形图像(Shi et al.,2012).漾濞MS6.4地震位于块体交界区，周围分布有怒江、澜沧江、中甸、红河等多条大型地震断裂(图1a).距离这次地震最近的断裂是维西—乔后断裂，位于该地震序列的NE侧(龙锋等，2021)，是兰坪—思茅褶皱带与昌都—云岭褶皱带的分界断层(常祖峰等，2016)，其南部与红河断裂相连，北部与中甸断裂相连，构成了川滇块体的西部边界.地表形变观测研究显示，川滇地块西南边界断裂滑动速率较低，但川滇地块整体处于较强的构造变形环境，且地震活动呈现弥散分布特征(Allen et al.,1984;Li et al.,2020;张克亮等，2021).1970年以来，本次漾濞MS6.4主震震中50 km以内共发生过ML3.0以上地震140多次，图1a给出了2009年1月至2021年4月30日研究区ML≥2.0地震震中分布.大地电磁研究显示，漾濞震源区存在显著电性横向不均匀性，可能与区域构造应力作用下岩体相互作用有关(叶涛等，2021).

准确的震源位置，特别是震源深度，以及震源机制和区域构造应力场对理解发震构造、孕震机制有重要意义(许忠淮等，1989；高原等，1997；崔效峰等，2006；Zhao et al.,2013;易桂喜等，2015，2017;Xu et al.,2016;Luo et al.,2016;孙亚君等，2017).本研究首先采用双差定位法(Waldhauser and Ellsworth，2000)对主震前、后数天(2021年5月18—24日)的地震序列进行重新定位，并利用面波振幅谱陷波特征对主震震源深度进行准确定位.然后对ML≥3.5地震进行震源机制反演，最后利用震源机制解结果反演震源区主压应力方向.

1 数据

CENC产出的地震目录中，2021年5月18—24日共记录到495个地震，本文收集了19982条P波到时数据，13826条S波到时数据用于双差定位.双差定位所用到的65个国家地震台网台站和云南区域地震台网台站(图1a)，定位使用的一维速度模型见图1b(吴建平等，2004)，图1c展示了利用面波振幅谱确定主震震源深度时使用的远场台站.面波频谱法测定震源深度时，台站的选择只与地震的震源机制解有关，根据Aki和Richards(2002)提出的面波远场辐射图型公式以及Tsai和Aki(1979)对面波振幅谱与震源深度的位置关系表明，不同的震源机制解参数唯一确定了面波振幅谱陷波相出现的方位台站，震源深度的变化不改变陷波相出现的台站方位.大量的实测波形数据和理论波形数据(Fox et al.,2012;Heyburn et al.,2013;赵博等，2018,2019)也表明，当震源机制解确定后，面波陷波相对应频率只随深度而变化，方位角覆盖不影响震源深度测定，这也是该方法不同于传统的走时测定深度的特点和优点.为了使台站记录的面波信号发育完整且波形质量较高，选择震中距大于500 km的国家台站.对于MS6.4主震及部分前震和余震震源机制解，我们利用区域台站记录的波形进行反演(参见图1a).

2 漾濞MS6.4地震序列定位

震源位置的准确测定是地震学的一个基础性问题.基于走时方程的盖革方法(Geiger,1912)提出后，地震学家提出和发展了多种地震定位方法.Richards和Shearer(2000)发展了SSST方法(Source-Specific Station Terms method)，该方法适用于大区域地震定位，特别是存在横向速度不均匀介质时，添加了台站-震源修正项，以减小台站到时的固有误差(Lin et al.,2007).许力生等(2013a,b)发展的逆时成像技术直接利用波形进行定位，避免了线性化过程的误差，提高了定位精度.Waldhauser和Ellsworth(2000)发展了双差定位算法，通过地震对在同一台站的走时双差，消除了地震波传播路径上的速度扰动，最大程度地减小了速度模型对定位的影响.双差定位法是一种相对定位方法，在国内外得到广泛应用.例如，国外学者利用双差定位法对美国加州地区的地震目录进行了重新定位(Waldhauser and Ellsworth,2000;Schaff and Waldhauser,2005;Waldhauser and Schaff,2008；Waldhauser,2009)，获得该区域准确的地震目录.国内学者利用该方法对川滇地区以及中国大陆其他地区地震进行了重新定位，获得了汶川地震、玉树地震、芦山地震和九寨沟地震等序列更可靠的震源位置(陈九辉等，2009；吴建平等，2009；房立华等，2011；Zhao et al.,2011,2012；易桂喜，2012，2016，2017；陈晨和胥颐，2013；张广伟和雷建设，2013;赵博等，2013).

本文对CENC地震目录中2021年5月18—24日的495个(ML1.5以上)地震进行了重新定位.双差定位时共形成2410个地震对，用到P波和S波震相到时33808个，其中P波到时19982个，S波到时13826个.由于P波在拾取时较S波精确，我们赋予P波到时在定位中的权值为1.0，S波到时权值为0.7；定位中设定待定地震对之间的最大距离为5 km，且有至少8个到时差数据.采用最小二乘正交三角分解法(LSQR)进行10次迭代，一共定位出331个重新定位结果(图2).本研究双差定位应用的速度模型参见图1b(吴建平等，2004).

图1 研究区域构造背景、初始震中位置、地震台站分布及速度模型(a)黑色粗线为块体边界(张培震等，2003)，黑色细线为地震断层，黑色三角形为双差定位和震源机制反演用到的地震台站，黑色圆圈为历史地震，彩色圆点为本次地震序列分布(CENC地震目录).F1 怒江断裂，F2 澜沧江断裂，F3 中甸断裂，F4 红河断裂，F5 程海断裂，F6 维西—乔后断裂，F7 红河断裂北段.(b)双差定位用到的一维速度模型(吴建平等，2004)，蓝色为P波速度，红色为S波速度.(c)红色三角形为面波振幅谱定位震源深度用到的国家台站.Fig.1 Tectonic settings of study region,initial distribution of earthquake locations and seismic stations,and the used velocity model(a)The black thick lines denote boundaries of tectonic blocks (Zhang et al.,2003)and the black thin lines denote the seismic faults.The black triangles denote the seismic stations used in hypoDD location and focal mechanisms inversion.The black circles denote the history earthquakes and color dots denote Yangbi MS6.4 earthquake sequence (earthquake locations is from CENC catalog).F1 Nujiang fault,F2 Lancangjiang fault,F3 Zhongdian fault,F4 Honghe fault,F5 Chenghai fault,F6 Weixi-Qiaohou fault,F7 the north part of Honghe fault.(b)1D velocity model used in hypoDD.The blue line indicates the velocity of P phase,and the red line indicates the velocity of S phase.(c)The red triangles denote the seismic stations used in source depth determined by surface wave amplitude spectrum location.

定位结果显示，漾濞MS6.4地震序列呈NW-SE向展布(图2a)，主震位置为(99.869°E，25.689°N，8.8 km)，位于余震序列条带的NW端(图2a五角星位置)，余震序列向SE方向延展.地震序列条带的NE侧是维西—乔后断裂，其走向与地震序列震中分布一致，但其地表位置与震中分布相距较远，约为15 km.根据本文的定位结果，可以推断维西—乔后断裂并非这次漾濞MS6.4地震的发震断裂.地震发生后，中国地震局组织了这次地震的科学考察，初步结论认为这次漾濞MS6.4地震发生在维西—乔后断裂SW侧的一条次级断裂上，与本文定位结果基本一致.

漾濞地震序列重新定位后的震中位置展现出清晰的条带分布特点(图2a)，为分析其垂向深度分布，本文做了两个深度剖面(如图2).A1—A2剖面显示(图2b)，地震序列条带沿NW-SE向分布长约20 km.NE-SW方向的剖面B1—B2显示(图2c)，地震序列近于垂直分布(图2c).与重新定位前(图2d、2e)相比，重新定位后深度剖面有明显的改善.定位前、后深度剖面和深度统计直方图(图3)显示，本次地震序列震源深度主要分布在5～15 km之间.初始震源深度(CENC目录)在9 km和11 km处有两个峰值(图3a)，各占地震总数的20%左右.重新定位后，震源深度主要集中在8～13 km，其中10～12 km深度的地震约占地震总数的60%左右(图3b).双差定位结果的深度剖面显示，主震深度为8.8 km，在地震序列的NW端，大部分余震位于主震下方，且深度≤5 km的地震较少，本研究推测，主震从起始破裂点(NW端)向SE方向破裂，且有向深部破裂的趋势，发震断层可能在地表没有出露，这与初期地质调查结果相符合.

图2 漾濞地震序列分布(a)重新定位后震中的水平分布.A1—A2 和 B1—B2为剖面位置.(b)和(c)是重新定位后的两个深度剖面.(d)和(e)是重新定位前的两个深度剖面.Fig.2 The distribution of Yangbi earthquake sequence(a)The horizontal distribution of epicenters after relocated.A1—A2 and B1—B2 are the locations of the cross sections.(b)and (c)are the depth profiles after relocation.(d)and (e)are the depth profiles before relocation.

图3 重新定位前后深度统计直方图(a)重新定位前的深度统计直方图;(b)重新定位后的深度统计直方图.Fig.3 The depth statistical histograms before and after relocation(a)and (b)are the depth statistical histograms before and after relocation,respectively.

3 主震震源深度确定

对于一个地震序列，主震震源深度的准确定位，对理解发震构造、孕震层深度等有重要意义.深源地震远场记录波形的深震相pP和sP对震源深度有较强的控制，但对于地壳内发生的浅源地震，很难识别这种上行转换震相，因此对于深度的准确确定比较困难.研究发现(Tsai and Aki，1970)，地震面波的振幅谱特征与震源深度有密切关系，振幅谱的陷波相(notch phase)出现的位置(即频谱中notch phase对应的频率)随震源深度变化敏感.Tsai和Aki(1970)分析了大量震例，认为notch phase的位置与破裂尺度和介质属性等关系不大，只依赖于震源机制及震源深度.当震源机制确定后，可以利用notch phase与震源深度的唯一依赖关系准确确定震源深度.研究者们利用该原理对1999年10月22日中国台湾集集地震MW5.9余震、2002—2009年伊朗发生的4次中等震级地震、2004年9月28日美国ParkfieldMW6.0地震、2013年芦山MS7.0地震、2017年九寨沟MS7.0地震以及四川地区近十年中强地震做了震源深度准确定位(Fox et al.,2012;Heyburn et al.,2013;赵博等，2018,2019).

Aki和Richards(2002)给出的Rayleigh面波远场辐射能量公式为

(1)

其中，ωn为角频率，φ为震中-台站方位角，kn为波数，h为震源深度，Mij为地震矩张量.Rayleigh面波振幅A(φ,ωn)是观测方位与频率的函数，受震源机制和震源深度的影响.为了快速找到远场Rayleigh面波notch phase出现的方位角，我们首先利用主震震源机制解(震源机制解反演见第4节)，假定震源深度在10 km时，计算0°～360°范围内理论地震图振幅谱(图4).理论地震图振幅频谱特征显示，方位角在80°～110°和170°～290°范围(图4中黑色椭圆内)面波振幅谱出现陷波特征，即面波能量在陷波频率处较小，而在陷波频率两侧能量较高.由于陷波出现的观测方位不随深度变化，并考虑到面波在远场发育完全，选择震中距大于500 km、方位角位于80°～110°和170°～290°方位、地震记录质量较高的国家台站的记录进行深度测定.本文使用的台站位置见图1c.

地震面波在传播过程中会出现频散现象，即不同频率的面波传播速度不同.以福建的国家台NPDK为例，对MS6.4主震波形进行多个频带的带通滤波(图5a)，可以发现不同频率的面波出现的时间不同.为了准确测量面波能量，并且减小其他长周期能量成分(如长周期噪声等)，对观测波形进行相位匹配滤波从而达到去频散效果(图5b)，将0.01～0.1 Hz的面波能量压缩至窗口中心位置，并在窗口中心加500 s的汉宁窗，去除非面波能量.

图5 观测波形面波频散和相位匹配滤波(a)观测波形的面波频散现象，其中每条波形右侧数字为滤波频带;(b)对原始波形进行相位匹配滤波，从上至下分别为原始波形、相位匹配滤波后的去频散波形、加500 s汉宁窗的去频散波形.O为发震时刻，A为P波到时，T0为S波到时，T4为时间窗中心位置.图中波形的记录台站为NPDK台(国家台).Fig.5 The dispersion of observed wave and phase matching filter(a)The observation waves are bandpass filtered.The filter bandwidths are on the right.(b)Phase-matched filtering of the original waveform.From top to bottom,the waves are original observed wave,dedispersion waveform after phase matching filter,and dedispersion waveform with 500 s Hanning window.O marks the original time.A and T0 mark the arrival times of P and S waves,respectively.T4 marks the center of time window.The recording station of the seismic waveform in the figure is the NPDK station (national station).

对去除频散效应并压缩面波能量至时间窗中心位置的波形进行快速傅里叶变换，获得观测波形的振幅频谱.然后利用震源机制解计算每个测量台站处不同深度的理论地震图，并以与观测波形同样的处理方法进行去频散和时间压缩以及快速傅里叶变换.图6为四个台站的理论波形振幅谱和观测波形振幅谱对比.红色观测波形振幅谱出现明显能量下降notch phase，通过计算1～30 km深度的理论波形振幅谱与观测波形振幅谱notch phase出现的位置，可获得每个台站的最优拟合深度(表1).取所有测量值的均值作为最终的深度测量结果，漾濞MS6.4主震震源深度为7.5 km，均方差为0.7 km.

图6 理论波形与观测波形振幅谱(a)—(d)分别为GZH,NPDK,SHG,XNY台站的理论波形(蓝色和黑色)和观测波形(红色)的振幅谱.台站名位于左上方.理论振幅谱曲线旁边的数字为理论震源深度，蓝色波形为最优拟合深度的振幅谱.Fig.6 The amplitude spectra of synthetic surface wave and observed wave(a)—(d)are the amplitude spectra of synthetic surface wave (black and blue curves)and observed wave (red curves)at GZH,NPDK,SHG,XNY seismic stations.The station names are at the top left.The number near each synthetic curve is the synthetic focal depth.The blue curves indicate the amplitude spectra of the best-fitting.

4 震源机制与应力场

本文利用CPS程序(Herrmann,2013)和近场波形数据进行波形拟合，反演了主震和较大余震(ML>3.5)的震源机制解.该方法首先利用区域一维速度模型(图1b)计算格林函数，然后进行体波波形拟合，从而反演震源机制解.我们用到的观测波形为图1a中显示的云南地区的国家台和区域台站数据.图7展示了主震最优拟合情形下的理论波形与观测波形对比.漾濞MS6.4地震的震源机制解为：节面I走向143°/倾角80°/滑动角-165°，节面II走向50°/倾角75°/滑动角-10°，矩震级MW6.0.根据地震序列NW-SE向分布特征，可以推断节面I为发震断层面，断层面走向与维西—乔后断裂平行，发震断裂可能是维西—乔后断裂的次生断裂.主震震源机制节面倾角为80°，结合地震序列震源深度的近垂直分布特征，推断该次生断层为高倾角，SW倾向的断裂.震源机制P轴方位角为近NS向(7°)，倾角近水平(18°).震源区近NS向的主压应力使发震断层发生了右旋走滑错动.图8显示了主震震源机制参数与震源深度之间的关系.主震震源机制反演得到的深度为7 km，该深度为矩心深度，反映了断层释放最大能量的位置.前文双差定位是利用初至震相到时确定的震源深度为起始破裂点深度(8.8 km).二者相差约1.8 km，主震矩心深度略浅于起始破裂深度.

图7 漾濞MS6.4主震观测波形和理论波形对比图图中红色为观测波形，蓝色为最优拟合的理论波形，台站名、方位角和震中距在波形右侧；上方Z,R,T分别表示垂直向、径向和切向分量.Fig.7 Comparison of observed and synthetic waveforms of Yangbi MS6.4 main shockThe red are the observed waveforms,and blue are the best fit synthetic waveforms.The names of seismic stations,azimuth and epicentral distance are on the right of the waves.On the top,Z,R and T indicate vertical,radial and tangential direction components,respectively.

图8 漾濞MS6.4主震拟合度-深度分布图Fig.8 The distribution of fitness-depth of Yangbi MS6.4 main shock

表1 各台站深度测量结果Table 1 The result of the depth location at each station

本研究获得主震及29个余震的震源机制解(图9a和表2).Frohlich(1992)利用震源机制解应力P轴、T轴、B轴的倾角大小进行地震类型分类，并用三角形图解法来描述不同类型.本研究按照三角形图解法对漾濞地震序列震源机制进行分类(图9c).结果显示，30个震源机制解中，大部分为走滑型兼有少量正断分量.其中，8号、14号、15号和26号地震P轴倾角均大于40°，正断分量较大.

表2 主震、前震和余震震源机制解Table 2 Focal mechanisms of the mainshock,foreshocks and aftershocks

续表2

震源机制解资料可以用来反演区域构造应力场.虽然一次地震的P轴只反映了本次破裂释放压应力的方向，它与区域构造压应力方向存在一定差异，但对研究地区内较多历史地震的P轴和T轴方位做统计平均，可以得出构造应力的方向.本文采用力轴张量计算法(钟继茂和程万正，2006；Zhao et al.,2012;赵博等，2013,2019)，对漾濞地震震源区构造应力方向进行反演.图9b为本次地震序列主震和余震震源机制解P轴(黑色玫瑰图)和T轴(红色玫瑰图)方位角，P轴为近NS向，T轴为近EW向.由P轴、B轴和T轴的方位角和倾角很容易得到每个震源机制解在力轴坐标系下的力轴张量，经过坐标转换可以得到应力张量在地理坐标系下的值并可求出平均力轴张量，然后通过求解平均力轴张量的主轴方位即可获得区域构造应力方向.经过计算，本研究得到漾濞地震震源区主压应力方位为7°，近NS向，倾角为3°(图9a).

近场快剪切波得到的上地壳各向异性研究结果表明，快剪切波偏振优势方向平行于主压应力方向(Crampin and Peacock,2005;Gao et al.,2011;Li et al.,2021).震源机制反演和地壳各向异性研究结果表明，应力方向与上地壳快剪切波偏振方向有很好的一致性(Zhao et al.,2012).川滇地区的快剪切波偏振优势方向研究(高原等，2020)，揭示出区域主压应力方向的分布.张艺和高原(2017)的剪切波分裂研究结果则显示，在这次漾濞地震震源区所在的局部区域，快剪切波偏振优势方向为NNE近NS方向，与本文得到的漾濞MS6.4地震震源区主压应力方向为7°的结果高度一致，表明区域上地壳剪切波分裂快波偏振方向可用于区域构造应力场的分析.Gao 等(2019)的结果揭示，这次漾濞MS6.4地震震源区位于上地壳各向异性快波方向发生变化的区域附近.

5 讨论与结论

通过漾濞MS6.4地震序列的重新定位结果，揭示了本次地震的发震断层产状结构为倾向SW的高倾角右旋走滑断层.主震发生在浅部地壳，地震序列深度在15 km以上.双差走时定位确定的深度为8.8 km，利用面波振幅谱陷波相定位的深度为7.5 km.本次地震震源区周边台站较密集，台网空隙角较小，走时定位结果与振幅谱深度精细分析结果相差不大.区域应力场表征这局部地震的断层模式，因此震源机制解是研究区域应力场的有效手段，结合地壳剪切波分裂数据，可以真实的反映区域的构造应力场.

(1)经过双差重新定位获得了主震震源位置为(99.869°E，25.689°N，8.8 km).主震位于余震带NW端，地震序列呈NW-SE向展布，长约20 km，根据主震与余震序列的位置关系，推测本次地震为单侧破裂.震源深度分布在5～15 km，对重新定位后的震源深度进行统计(图3b)，深度在8～13 km范围内的地震约占地震总数的80%左右.垂向的深度剖面显示，地震在深度方向上近垂直分布，与高倾角的震源机制结果相一致.定位结果显示，余震分布与其NE侧近平行的维西—乔后断裂之间有约15 km的距离，因此推断维西—乔后断裂不是本次地震的发震断层，其发震断层可能是维西—乔后断裂SW侧的一条次级断裂.

(2)漾濞MS6.4主震震源深度较浅，属于发生于上地壳的浅源地震.虽然双差定位算法在一定程度上减小了速度扰动引起的定位误差，但是所选用模型的分层结构以及地壳浅部的低速层厚度都会在深度方向引起较大误差.我们利用远震面波振幅谱陷波特征进行震源深度精确定位，避免了区域速度结构不准确性对震源深度定位的影响.经过测量十余个波形质量较高的国家台站的面波振幅谱notch phase的位置，较精确的获得了主震震源深度为7.5 km.该方法由于测量的是远场面波能量，能可靠地测量中强地震震源深度.

(3)漾濞MS6.4主震震源机制解显示为一次右旋走滑型地震，矩震级为MW6.0.29个较强前震和余震类型为走滑型地震，兼少量正断分量；其中有4个地震正断分量较大，P轴倾角大于40°.结合定位结果的分布情况，判定主震破裂面为：走向143°、倾角80°、滑动角-165°.通过主震和较大前震、余震震源机制解的力轴信息，反演得到震源区的主压应力方向为近NS向(7°).此外，地壳剪切波分裂也可以反映区域主压应力情况(Crampin and Peacock,2005；Gao et al.,2011,2019).吴鹏等(2020)对三江地区进行了各向异性研究，得到了该区域内的TUS台剪切波分裂参数(图9a)，其快剪切波偏振方向为148°，与主震震源机制解走向一致，也与该台附近的维西—乔后断裂、红河断裂北段走向一致，表明TUS台的快剪切波偏振方向受到附近断层影响.但张艺和高原(2017)以及高原等(2020)等利用附近区域内更多的台站剪切波分裂资料进行综合分析，得到区域的快剪切波偏振方向为近NS向(图9a中的蓝色玫瑰图)，该结果反映了区域主压应力方向，与本文反演的震源区主压应力方向高度一致.虽然剪切波分裂与震源机制反演应力场的物理机制不同，但两种结果都较为准确的反映了区域主压应力的方向.

图9 主震及余震震源机制解及震源区主压应力方向(a)中红色沙滩球为主震震源机制，蓝色沙滩球为两次5级地震震源机制，绿色沙滩球为MS3.5～4.9地震震源机制.红色短线为震源机制解P轴方位，蓝色箭头为本研究反演的主压应力方向，蓝色玫瑰图为剪切波分裂快波偏振方向(张艺和高原，2017；高原等，2020)，TUS台站蓝色短线为该台剪切波分裂偏振方向(吴鹏等，2020).(b)为所有震源机制解P轴和T轴方向，黑色为P轴，红色为T轴.(c)震源机制解分类.Fig.9 Focal mechanisms of main shock and aftershocks,and the direction of the main compressive stress in focal area(a)Red beach ball is the focal mechanism of main shock,the blue beach balls are the focal mechanism of two aftershocks with 5.0≤MS≤5.9,and green beach balls are the focal mechanism of aftershocks with 3.5≤MS≤4.9.The red bars indicate the direction of P axis of focal mechanism solutions.The blue arrow denotes the direction of the main compressive stress in this study.The blue rose diagram indicates the fast shear-wave polarization in this region (Zhang and Gao,2017;Gao et al.,2020).The blue bar indicates the fast shear-wave polarization at TUS station (Wu et al.,2020).(b)The directions of P (black)and T (red)axis of all focal mechanisms.(c)The classification of focal mechanisms.